大量频发的中小地震携带着震源深度处应力场和介质性质变化的信息。研究这些参数的时空演化过程, 可以了解和监测区域应力场和介质变化情况。利用数字地震台网记录的大量地震波形资料提取地震的地震矩、应力降和拐角频率等震源参数,对地震预测和震源物理机制研究具有重要意义。震源参数的厘定是在地震事件波形数据反演震源谱的基础上进行的, 将地震震源谱与理论震源谱进行拟合, 可以得到震源参数。虽然从原理上讲, 震源参数的计算比较简单, 这方面的研究也比较成熟, 但要得到精确和稳定的计算结果, 必须考虑传播途径和场地响应对信号的影响。
传播路径效应包含几何扩散和非弹性衰减。非弹性衰减是地球介质的重要物理参数, 通常用 Q 值来描述。Q 值反映由介质的非完全弹性和不均匀性造成的地震波在介质中传播时的衰减, 其值越大,地震波损失的能量就越小, 介质越接近完全弹性。Atkinson 等[1]采用互相衔接的三段几何衰减函数来描述地震波几何衰减的特征, 考虑了 Q 值的频散效应, 并提出多台多震联合反演方法来计算 Q 值。
场地响应一般指场地附近理想基岩之上覆盖的松软土层对地震波振幅的影响[2], 反映介质的一种物理特征。在计算震源参数时, 台站的场地响应是必需考虑的因素。Moya 等[3]提出的计算台站场地响应的方法, 是将震源谱参数与场地响应联合反演,同时测定场地响应和震源谱。
许多学者对云南地区 Q 值和场地响应做过研究, 但所用数据的采样率基本上都是 50 sps, 分析的 S 波频段在 1～15 Hz 范围, 计算使用的台站和地震事件也较少。近年来, 云南地震台网台站数量增加, 仪器的频带及数据采样率也大于等于 100 sps,因此可以利用新积累的丰富的地震观测资料, 对云南地区的介质衰减模型和台站场地响应特征做进一步细致深入的研究。
本文基于云南测震台网 2012—2022 年中小地震宽频带三分量记录, 采用多台多地震联合反演方法[1,4–5], 获得云南地区非弹性衰减因子 Q 值和 67 个台站的场地响应, 根据 Brune 模型[6]计算云南地区2019—2023 年 ML 2.0 以上 2819 次地震的应力降, 并讨论应力降的空间分布特征。
1 地震台站和速度模型
1.1 地震台站
云南数字地震台网由“十五”计划期间建成运行的 46 个子台(未包含贵阳台(GYA)和昆明台(KMI))、2013 年架设的镇源台 ZHY 和 2018 年建成的 20 个省级示范台共 67 个台站组成, 其中国家台 9 个, 区域台 58 个。台站均建在地表出露良好的基岩上, 岩性有花岗岩、玄武岩、石灰岩和砂岩等。地震计类型为 BBVS-120/60, GL-S120/60, JS-120/60 或 CTS-1E,采样率为 100 sps。参与计算的 67 个地震台站的台基岩性以及使用的地震计型号等信息见表1。
表1 台站信息
Table 1 Informations of the stations
序号 台站代码 地震计 台基岩性 建筑类型 序号 台站代码 地震计 台基岩性 建筑类型1 HLT BBVS-60 灰岩 山洞 35 YUJ GL-S60 砂岩 地表2 TOH GL-S60 灰岩 地表36 JIG GL-S60 砂岩 地表3 MIL JS-60 灰岩 地表37 LAC GL-S60 砂岩 山洞4 MAL GL-S60 砂岩 山洞 38 LIC GL-S60 砂岩 地表5 YIM GL-S60 灰岩 地表39 YOD GL-S60 玄武岩 地表6 LUQ GL-S60 砂岩 地表40 MAS BBVS-60 砂岩 山洞7 CUX GL-S60 砂岩 山洞 41 LUS GL-S60 灰岩 山洞8 YOS GL-S60 砂岩 山洞 42 GOS GL-S60 片麻岩 地表9 LIJ GL-S60 灰岩 山洞 43 HUP GL-S60 石灰岩 地表10 YUL BBVS-60 砂岩 山洞 44 FUN GL-S120 砾岩 山洞11 HEQ GL-S60 灰岩 地表45 MLA GL-S120 砂岩 山洞12 DOC BBVS-60 灰岩 山洞 46 MEL GL-S120 石灰岩 山洞13 CAY GL-S60 灰岩 地表47 ZHY GL-S120 砂岩 山洞14 SIM GL-S60 砂岩 山洞 48 CHN GL-S60 花岗岩 地表15 TUS BBVS-60 砂岩 山洞 49 DAL GL-S60 石灰岩 山洞16 BAS BBVS-60 砂岩 山洞 50 DLJ GL-S60 石灰岩 地表17 YUX BBVS-60 花岗岩 地表51 GEM GL-S60 石灰岩 地表18 JIH GL-S60 花岗岩 地表52 GUN GL-S60 石灰岩 地表19 ZOD BBVS-120 灰岩 地表53 HCB GL-S60 石灰岩 地表20 WAD GL-S60 灰岩 地表54 HOH GL-S60 石灰岩 山洞21 WES JS-60 灰岩 地表55 HUZ GL-S60 石灰岩 地表22 ZAT GL-S120 玄武岩 山洞 56 JIC GL-S60 砂砾岩 地表23 GEJ JS-120 灰岩 山洞 57 LAP GL-S60 石灰岩 地表24 EYA JS-120 变质岩 山洞 58 NAJ GL-S60 砂岩 山洞25 TNC CTS-1E 花岗岩 山洞 59 NLA GL-S60 石灰岩 地表26 YUM GL-S60 灰岩 山洞 60 SHP GL-S60 石灰岩 地表27 YAJ GL-S60 砂岩 山洞 61 SUB GL-S60 砂岩 地表28 QIJ JS-60 砾岩 山洞 62 TBG GL-S60 花岗岩 地表29 XUW BBVS-60 灰岩 地表63 WEX GL-S60 石灰岩 地表30 DAY GL-S60 砾岩 山洞 64 XBL GL-S60 石灰岩 地表31 LOP BBVS-60 灰岩 山洞 65 YSH GL-S60 玄武岩 山洞32 MLP BBVS-60 灰岩 山洞 66 ZHX GL-S60 石灰岩 地表33 JIP JS-60 灰岩 山洞 67 DEQ GL-S60 石灰岩 山洞34 JIS BBVS-60 灰岩 地表
1.2 速度模型
选择适合实际情况的地壳速度模型可以提高地震定位和参数反演结果的稳定性与可靠性。本研究采用杨晶琼等[7]的云南地区地壳速度模型(图1)为地震定位, 并计算单个地震观测谱和反演 Q 值。
图1 云南地区地壳速度模型[7]
Fig.1 Crustal velocity model in Yunnan area[7]
2 资料选取与预处理
本研究使用 S 波的 SH 分量, 通过对水平方向的两个分量进行旋转得到, 进行带通滤波(Butter 滤波器, 带宽 0.1～27 Hz)和水平校正处理, 取“S 窗”进行信噪比分析, 把从 S 波开始到包括 S 波总能量的90%的时段定义为“S 窗”。对于同一次地震, 由于各台站的震中距不同, “S 窗”的持续时间也不同。为了得到具有相同频率间隔的振幅谱, 采用平移时间窗谱的方法, 首先将“S 窗”内的波形分成若干包含512 个采样点的小段, 并使相邻小段之间有 50%的重叠。对于采样率为 100 sps 的地震记录, 每一小段的时间长度为 5.12 s, 在每一小段波形的起始和末尾加上 5%的 cos 边瓣后, 通过快速傅里叶变换得到每一小段的傅里叶谱。针对每个台站的记录, 可以得到频率间隔均为 0.196 Hz 的傅里叶谱, 然后对每一小段的傅里叶谱进行仪器响应校正, 并通过下式得到整个“S 窗”内观测信号的速度振幅谱:
式中, ui(f)是经过仪器响应校正的第 i 小段观测信号的傅里叶谱振幅, T 为包含有 m 个时长为 t 的 512 个采样点小段“S 窗”的时间长度。
取 P 波到时前相对平静的 512 个采样点的噪声记录, 通过下式计算归一化到与信号相同持续时间的噪声速度振幅谱:
式中, n(f)为经过仪器响应校正的噪声傅里叶速度振幅谱。对观测信号通过下式扣除噪声, 得到经过噪声校正的速度振幅谱:
对 SH 波进行上述处理, 得到经过仪器响应校正和噪声校正的速度振幅谱 u(f)。仪器记录的是速度,通过下式得到 SH 波的位移振幅谱:
采用上述方法, 对重点选取的 2012—2022 年云南及周边地区 ML=3.0～4.9, 震源深度<30 km, 信噪比≥1.5 dB, 记录清晰的地震事件进行分析, 发现当频率超过 25 Hz 时, 高频部分的噪声谱很强。因此,仅分析 1～25 Hz 的 SH 波谱。在挑选地震时遵循“每个地震至少有 3 个以上台站记录到, 每个台站至少有 3 条地震记录”的原则, 同时考虑地震和台站的空间分布尽可能均匀, 地震射线能较好地覆盖研究区域。由于滇东地区地震较少, 能同时符合筛选条件的事件不多, 为确保这一地区台站的场地响应计算,在这些地区选择事件时, 将震级下调至 ML≥2.7。经过筛选和初步分析, 得到通过信噪比检验的地震事件 335 个, 用于计算的地震记录 2304 条。从图2 可以看出, 地震射线覆盖云南省全区域及临近地区。
图2 台站和地震震中分布
Fig.2 Distribution of the stations and the earthquakes
黄色三角形表示台站, 红色圆点表示参加计算的 335 次地震的震中, 蓝线表示地震射线
3 计算方法和结果
3.1 品质因子 Q值
Q 值是频率的函数, 在公式中用 Q(f)表示。为了准确地扣除自由表面效应, 将记录的东西向和南北向波形旋转, 获得 S 波的 SH 分量。扣除仪器响应、噪声和自由表面效应后, 任一个地震在某一台站观测到的地面运动的剪切波傅立叶谱 SH 分量为
非弹性衰减系数 c(f)与介质品质因子 Q(f)之间有如下关系:
S 波几何衰减函数 G(Rij)采用三段模型[1]:
式(5)～(7)中, Aij(f)是第 j 个台站观测到的第 i 个地震的傅立叶谱振幅; Aio(f)是第 i 个地震的震源谱振幅;Sj(f)为第 j 个台站的场地响应; G(Rij)为几何衰减函数; Rij 为震源距, R01 和 R02 分别为三段几何衰减模型中第一段和第三段转折点到震源的距离, R01=1.5H,R02=2.5H (H 为地壳厚度), b1, b2 和 b3 分别为 1, 0 和0.5; c(f)为非弹性衰减系数, Vs 为 S 波速度。
采用 Atkinson 等[1]提出的方法计算非弹性衰减系数 c(f)值, 其原理如下: 1) 设定所有台站的场地响应为 1 (即不考虑场地响应), 对给定的非弹性衰减系数, 通过对各台站记录采用三段几何衰减函数进行几何扩散和衰减校正, 得到相应的震源谱振幅,调整 c 值大小, 使各台站得到的同一地震的震源谱振幅残差最小; 2) 设定某次地震的震源谱是不同台站得到的震源谱振幅的平均值, 则各台站场地响应的对数就是该台站的震源谱振幅对数与该地震的震源谱振幅对数之差的平均值; 3) 考虑各台站的场地响应, 重新计算各台站经过校正后的震源谱振幅,调整 c 值, 使同一地震得到的震源谱的残差最小,通过反复迭代反演, 得到该区域的非弹性衰减系数,进而得到区域介质的品质因子 Q 值。
利用上述方法, 在 1～25 Hz 频率范围内分别计算每个频点的 c(f)值, 得到每个频点的 Q 值, 拟合得到云南地区 Q值与频率的关系。由图3 可知, 拟合结果较好, 介质品质因子与频率的关系为 Q(f)=167.7f 0.489。
图3 云南地区介质品质因子Q(f)与频率的关系
Fig.3 Relationship between Q(f) and frequency in Yunnan area
苏有锦等[8]利用云南台网 22 个台站 1999—2002年记录的 134 个地震数据得到 Q(f)=238.0f 0.388, 李丹宁等[9]利用云南台网 47 个台站 2011—2015 年记录的 70 个地震数据得到 Q(f)=193.8f 0.528。与之相比, 本次拟合结果的 Q0 值减小了, 衰减系数比苏有锦等[8]的结果大, 与李丹宁等[9]的结果接近。原因在于本文所用台站数及地震事件数相较于他们的研究都大幅度增加, 台站分布得以加密, 平均震中距减小, 地震射线的覆盖就更密集, 射线所经路径的深度变浅, 反映的是较浅部介质的 Q 值特征, 而地球浅部介质的非均匀性比深部大, 地震波的衰减吸收快, 对频率的依赖性更强, 从而获得的 Q 值偏小。一般情况下, 射线越长, 射线经过路径的深度就越深, Q值就会偏大。
另外, 周龙泉等[10]利用云南地区 1999—2007年 35 个数字台站记录的近震波形资料, 计算得到该地区平均 Q 值为 400。但是, 他们假设 Q 值与频率无关, 而这一假设会直接影响 Q 值的大小。本文 Q值是通过与频率相关的反演得出的, 因此两者结果存在较大的差异。
介质的品质因子 Q 值反映地震波穿过地球介质中时能量的耗损特征, 通常构造活动较稳定的地区,介质的均匀程度相对较高, 地震波衰减较慢, 能量耗损较小, Q 值较高, 反之亦然。本次获得的 Q 值与地震活动较强烈的四川西部[11](如川西高原 Q(f)=136.6f 0.5813, 攀西地区 Q(f)=101.9f 0.6663)接近, 因此可以认为此次反演得到的云南地区 Q 值较准确地反映了该区构造复杂、地震活动性较强的特征。
3.2 场地响应的确定
在求得 Q 值的基础上, 用 Moya 等[3]提出的方法确定每个地震的震源谱参数和台站的场地响应。该方法首先对地面运动的位移谱进行传播路径校正,然后根据 Brune 模型[6], 给出每个地震的震源谱参数初值, 不断调整震源模型参数零频振幅 Ω0和拐角频率 fc 的上下限, 使得每个地震的理论震源谱与实际震源谱的拟合结果达到最佳, 使不同事件得到的台站场地响应的标准偏差达到最小。
首先对第 i 次地震在第 j 个台站观测到的 S 波傅立叶振幅谱进行几何扩散和非弹性衰减的校正, 并从速度谱转换成位移谱:
设定每个震源的位移震源谱参数(震源谱的低频水平 Ω0 和拐角频率 fc), 可得到每次地震的理论位移震源谱:
这样, 在第 k 个频率上, 由对第 i 次地震记录计算得到的第 j 个台站的场地响应为
(fk)为经过校正后的振幅谱,Ai(fk)为震源谱。
在第 k 个频率点上, 计算第 j 个台站由不同地震得到的场地响应的平均值和标准偏差, 所有台站所有频点场地响应的归一化标准方差为
式中, std[Sij(fk)]为由 i 个地震得到的第 j 个台站在频点 k 的场地响应的标准方差; mean[Sij(fk)]是由 i 个地震得到的第 j 个台站在频点 k 的场地响应的平均值。采用遗传算法, 求出每个地震的震源谱参数 Ω0和 fc, 使归一化标准方差最小, 从而得到场地响应Sj(f)和震源谱参数, 计算公式为
其中, m 为第 j 个台站的总记录谱数。
通过反演计算得到云南地区 67 个台站的场地响应, 表明台站场地响应在频域 1～25 Hz 范围内没有出现太大的放大效应, 应该与台站建设中精心地在基岩部位选址有关。但是, 存在明显的高频衰减现象。在卓越频段 1～6 Hz, 场地响应大多放大 1～4倍; 在高频段(10 Hz 以上), 场地响应的衰减幅度大多在 0～95%之间。其中, 沧源(CAY)和打洛(DAL)等 12 个台站的场地响应值在 1 附近波动, 无明显的放大效应(图4), 说明台基较稳定, 不存在风化层;独龙江台(DLJ)、贡山台(GOS)、麻栗坡台(MLP)和铜壁关台(TBG)这 4 个台站的场地响应存在低频段接近 1, 在高频段存在放大现象(主要在 f >4.0 Hz 的高频区)(图5), 说明台基有一定程度的风化。德钦台(DEQ)、黄草坝台(HCB)、金平台(JIP)、马龙台(MAL)和元江台(YUJ)这 5 个台站的场地响应略小于 1 (图6), 可能是速度结构和 Q值空间非均匀性造成的计算误差[12]。此外, 腾冲(TNC)和东川(DOC)等 46 个台站均出现低频段稍有放大, 高频段衰减的现象, 说明台基存在松软沉积层[13]。图7 展示其中18 个台站的场地响应反演结果。
图4 低频高频均无明显放大的场地响应
Fig.4 Both the low frequency and high frequency in site response have no obvious amplification
图5 低频接近1, 高频有一定放大效应的场地响应
Fig.5 The low frequency is close to 1, and the high frequency has a certain amplification effect of the field response
图6 计算结果略<1的场地响应
Fig.6 Qverall performance of the calculation is slightly <1 of the site response
图7 低频稍有放大, 高频衰减的场地响应
Fig.7 The low frequency in site response has a bit amplification, while the high frequency has an attenuation
台站的场地响应与台站附近近地表地层介质的阻抗 ρc 的平方根
(ρ 为介质密度, c 为波速)成反比, 从图4～7 可以看出, 各台站的场地响应都与频率有关。随着频率增加, 有的场地响应较稳定, 有的呈高频衰减状, 有的呈高频放大状。值得注意的是, 云南地区的台站全部是基岩台站, 近一半是山洞台站, 场地响应曲线光滑, 反演结果较好, 但整体形态无明显一致性, 原因在于该地区地质结构复杂, 不同台站的基岩性质差别大, 相同基岩不同台站基岩的风化程度和完整性也不同。因此, 同样是基岩台站.却出现不一样的场地响应。
3.3 震源参数
根据 Brune[6]圆盘模型, 得到的震源谱参数 Ω0和拐角频率 fc 后, 就可采用下面表达式分别计算地震矩(M0)、震源半径(r)、应力降(∆σ)以及矩震级(MW)等震源参数[14]。
式中, ρ 是密度, 取值为 2.7 g/cm3; VS 是 S 波速度, 取值为 3.5 km/s; Rθφ 是 S 波的辐射花样系数, 对于 SH波平均取值为 0.41[15–16], M0 的单位为 N·m。
得到震源位移谱后, 我们进行地震辐射能量(ES)和地震视应力(σapp)的计算。从地震震源处直接辐射出的能量以 S 波为主, 因此计算地震的辐射能量时一般只考虑 S 波的辐射能量。另外, 地震震源辐射能量分布的频率范围很宽, 而有限的频带宽度记录可能导致辐射能量的低估或出现人为的上限,此时需要进行辐射能量补偿[17]。尤其在计算中小地震的辐射能量时, 这一点更加突出, 因为中小地震的拐角频率通常高于大震, 含有更多的高频成份。因此, 我们用 Izutani 等[18]的理论谱方法, 将积分频率上限外推到所研究地震拐角频率 10 倍以上来进行辐射能量补偿[19]。
式中, μ 为剪切模量, 取值为 3.0×104 MPa。
计算过程中尽可能考虑各种因素可能对结果产生的影响, 精确地扣除了研究区地震波的介质衰减和台站的场地响应。最终, 计算得到云南地区 2019—2023 年 ML 2.0 以上 2819 次地震的震源谱和震源参数。图8 给出其中 8 次地震的震源谱, 可见经过仪器校正、路径衰减校正和场地响应校正后, 同一个地震各台站恢复的震源位移谱基本上一致, 平均震源谱与理论震源谱非常吻合, 表明获得的震源谱及震源参数具有较高的可信度。
图8 计算所得部分中小地震震源谱及震源参数结果
Fig.8 Calculated results of some small and medium-sized earthquake source spectra and source parameters
蓝线为参加计算的台站经过校正后的震源谱, 绿线为所有台站的平均震源谱, 红线为拟合最好的理论震源谱
计算所得 2819 次地震的地震矩 M0 在 1012～l016 N·m (Mw=2.0～5.0)范围内, 震源半径 r 在 43.449～651.739 m 之间, 拐角频率 fc 在 2～30 Hz 范围内, 应力降 ∆σ 在 0.069～59.758 MPa 范围内, 优势分布于0.1～10 MPa 之间, 辐射能量 ES 在 106～1013 J 之间, 视应力 σapp 在 0.016～16.613 MPa 之间。
矩震级反映形变规模的大小, 是目前量度地震规模最好的物理量, 不会产生饱和问题。我们根据式(16)计算每个地震的矩震级 MW。从图9(a)可见,ML 小于 3.5 时, ML 略小于 MW; ML 大于 3.5 级后, ML大于 MW, 并随着 ML 逐渐增大, 二者之间的偏离程度也越来越大。用最小二乘法拟合得到二者的关系为 MW=0.69ML + 0.99, 相关系数为 0.93, 与杨晶琼等[20–21]的研究结果较为一致。
图9 震级与矩震级(a)、地震矩(b)以及拐角频率(c)的关系
Fig.9 Relationship between ML and MW (a), M0 (b) and fc (c)
地震矩是对断层滑动引起的地震强度的直接量度, 由地震波低频部分振幅决定, 它反映震源处的破裂程度。从图9(b)可知, 在单对数坐标下, 地震矩与震级之间有较好的相关性, 二者之间的线性回归关系能反映不同地区地下介质的状态和地震活动特点。用最小二乘法拟合得到二者的关系为 lgM0=1.03ML+10.6, 相关系数为 0.93, 与该区域之前的研究结果[22]基本上一致。
考察震级与拐角频率的相关性发现, 随着震级增大, 拐角频率减小(图9(c)), 二者之间有较强的依赖关系, 用最小二乘法拟合得到二者的关系为 lg fc=1.59 − 0.25ML。
地震辐射能量仅占地震引起的总能量变化的很小部分, 但由于可以用它来理解地震破裂的物理过程, 因而在地震学研究中具有重要意义。本研究结果显示, 随着震级增加, 辐射能量呈明显上升趋势(图10(a))。地震辐射能量与地震矩之比称为折合能量(
=ES/M0),代表单位地震矩所辐射的地震能量。折合能量乘以介质剪切模量 μ 就是地震视应力σapp, 可利用它间接地估计区域绝对应力水平。∆σ表征地震发生瞬间错动时位错面上的应力变化, 地震的强度对 ∆σ 和 σapp 可能存在一定的影响。图10(b)和(c)显示, ∆σ 与 ML 之间以及 σapp 与 ML之间均存在较明显的正相关关系, 随着 ML 增加, 二者均呈现明显上升趋势, 与赵翠萍等[23]有关中国大陆主要地震活动区域 2.0≤Mw≤5.4 的地震的应力降与地震强度显著正相关的结论一致。利用最小二乘法拟合得到应力降与地震矩的定标关系为 lg∆σ=0.24 lgM0 −2.76。地震视应力随着震级的增加而增加, 说明研究区大地震的单位地震矩辐射能量大于小地震。
图10 震级与辐射能量(a)、应力降(b)以及视应力的关系(c)
Fig.10 Relationship between ML and ES (a), ∆σ (b) and σapp (c)
图11 给出研究区 2819 次地震释放的应力降的空间分布。从总体上看, 滇西漾濞、盈江、芒市地震余震区及滇南红河断裂南段是中小地震应力释放水平较高的地区。沿金沙江–红河断裂带, 尤其是滇南红河断裂带南段沿线则是高应力降地震集中的区域, 应力降大于 20 MPa 的 33 次地震中, 近一半分布在此区域, 表明这里的断层可能受到相对较强的构造剪应力作用, 高应力降集中分布区也许是中强以上地震的潜在震源成核区。其次是漾濞地震余震区和滇中楚雄、禄丰、禄劝一带, 高应力降也沿断裂带集中展布, 其他地区的应力降则相对较小。
图11 地震应力降空间分布
Fig.11 Spatial distribution of stress drops
红线表示断裂
4 结论与讨论
本文基于云南地震台网台站增加、仪器的频带及数据采样率≥100 sps 的现状, 利用云南区域 2012—2023 年数字波形资料, 采用联合反演方法, 进一步研究云南地区的介质衰减模型和台站场地响应特征, 丰富了震源参数产品的产出, 得到以下结论。
1) 非弹性衰减模型满足 Q(f)=167.7f 0.489。云南台网 67 个台站的场地响应曲线光滑, 反演结果没有出现太大的放大效应, 但存在明显的高频衰减现象,场地响应曲线整体形态也无明显的一致性, 说明即使将台站建在较好的基岩上, 其场地响应曲线也不是完全平坦的, 不同的基岩风化程度、不同的沉积层类型或沉积厚度, 都可能造成基岩台站或沉积层台站场地响应的差异。
2) 研究结果表明, 2819 次地震的地震矩、矩震级、辐射能量、应力降和视应力均与震级正相关,随着震级增大而不同程度地增大; 拐角频率与震级之间存在一定的负相关关系, 震级越小, 拐角频率越大。用最小二乘法分别得到研究区 ML 震级与地震矩(M0)、拐角频率(fc)、矩震级(MW)之间的拟合关系, 为在研究区直接根据 ML 震级估计震源参数以及进行强震危险性分析等提供了依据。
3) 从总体上看, 滇西漾濞、盈江、芒市地震余震区及滇南红河断裂南段是中小地震应力释放水平相对较高地区。沿金沙江–红河断裂带, 尤其是滇南红河断裂带南段沿线, 则是高应力降地震集中的区域, 表明这里的断层可能受到相对较强的构造剪应力作用。其次是漾濞地震余震区和滇中楚雄、禄丰、禄劝一带, 高应力降也沿断裂带集中展布, 其他地区应力降则相对较小。
致谢 本研究部分程序是在河北省地震局高景春研究员和中国地震局地震预测研究所华卫研究员的程序基础上修改的, 研究过程中得到中国地震局地震预测研究所赵翠萍研究员的指导, 谨致谢忱。
[1] Atkinson G, Mereu R.The shape of ground motion attenuation curves in southeastern Canada.Bull Seism Soc Am, 1992, 82(5): 2014–2031
[2] 华卫, 陈章立, 郑斯华.利用不同方法估算流动台站的场地响应.地震, 2010, 30(3): 30–44
[3] Moya C A, Aguirre J, Irikura K.Inversion of source parameters and site effects from strong ground motion records using genetic algorithms.Bull Seis Soc Amer,2000, 90(4): 977–992
[4] 黄玉龙, 郑斯华, 刘杰, 等.广东地区地震动衰减和场地响应的研究.地球物理学报, 2003, 46(1): 54–61
[5] 刘杰, 郑斯华, 黄玉龙.利用遗传算法反演非弹性衰减系数、震源参数和场地响应.地震学报, 2003,25(2): 211–218
[6] Brune J N.Tectonic stress and the spectrum of seismic shear waves from earthquakes.J Geophy Res, 1970,75(26): 4997–5009
[7] 杨晶琼, 杨周胜, 张会苑.云南地区地壳速度模型研究及应用.中国地震, 2018, 34(1): 112–121
[8] 苏有锦, 刘杰, 郑斯华, 等.云南地区S波非弹性衰减Q值研究.地震学报, 2006, 28(2): 206–212
[9] 李丹宁, 马志斌, 续外芬, 等.云南地区非弹性衰减系数及场地响应研究.大地测量与地球动力学,2016, 36(12): 1041–1046
[10] 周龙泉, 刘杰, 苏有锦, 等.利用S波高频衰减参数对云南地区地壳 Q 值成像.地球物理学报, 2009,52(6): 1500–1507
[11] 吴微微, 苏金蓉, 魏娅玲, 等.四川地区介质衰减、场地响应与震级测定的讨论.地震地质, 2016,38(4): 1005–1018
[12] 藏阳, 俞言祥, 孟令媛, 等.青藏高原东北缘地震波衰减特征及地震震源参数研究.地震地质, 2021,43(6): 1638–1656
[13] 段刚, 张丽娜.福建地区的非弹性衰减和台站场地响应研究.地球物理学进展, 2017, 32(5): 1886–1892
[14] Kanamori H.The energy release in great earthquakes.JGR, 1977, 82: 2981–2987
[15] Stork A L, Ito H.Source parametter scaling for small earthquakes observed at the western Nagano 800-mdeep borehole, central Japan.Bull Seism Soc Amer,2004, 94(5): 1781–1794
[16] 华卫, 陈章立, 郑斯华.2008 年汶川 8.0 级地震序列震源参数分段特征的研究.地球物理学报, 2009,52(2): 365–371
[17] 华卫.中小地震震源参数定标关系研究[D].北京:中国地震局地球物理研究所, 2007
[18] Izutani Y, Kanamori H.Scale-dependence of seismic energy-to-moment ratio for strike-slip earthquakes in Japan.Geophys Res Lett, 2001, 28: 4007–4010
[19] 华卫, 陈章立, 郑斯华.2010 年 4 月 14 日青海玉树7.1 级地震序列中小地震辐射能量的估计.地球物理学进展, 2012, 27(1): 8–17
[20] 杨晶琼, 刘丽芳, 杨周胜.云南中小地震矩震级的测定.地震研究, 2013, 36(3): 306–312
[21] 杨晶琼, 杨周胜, 许亚吉, 等.云南地震台网震级对比研究.中国地震, 2019, 35(3): 531–540
[22] 杨晶琼, 杨周胜, 刘丽芳.2008年盈江5.9级地震序列震源参数研究.地震研究, 2010, 33(4): 308–312
[23] 赵翠萍, 陈章立, 华卫, 等.中国大陆主要地震活动区中小地震震源参数研究.地球物理学报, 2011,54(6): 1478–1489